Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
6,5 до 3,5 млн лет назад: старого (отмирающего хребта Математиков) и нового (зарождающегося ВТП). Поэтому численное моделирование термической эволюции литосферы хребта Математиков вдоль профиля Ж-Ж', согласующееся с параметрами спрединга, складывалось из трех частей [21]: анализ остывания литосферы хребта Математиков; вторая часть решения описывала эволюцию теплового режима молодого спредингового центра ВТП и, наконец, в третьей части рассматривалась эволюция термического состояния зоны контакта или термической спайки старой литосферы хребта Математиков и молодой - сформированной на ВТП.
Результаты расчетов дают возможность проследить за изменением распределения поверхностного теплового потока, рельефа дна, мощности и термического режима литосферы на разных этапах ее эволюции [21].
Остановимся на периоде эволюции от 3,5 млн лет назад до настоящего времени, который рассматривался как период остывания старого хребта Математиков после прекращения активного спрединга [53]. За это время рассчитанный в модели, тепловой поток на оси палеохребта Математиков уменьшился от 500 до 210 мВт/м2, толщина литосферы возросла от 5,2 до 18 км. Высота хребта в осевой зоне за 3,5 млн. лет остывания должна была сократиться примерно на 400 м. Однако это не подтверждается наблюдениями рельефа дна вдоль профиля, расположенного вкрест простирания хребта (см. рис. 7.3, в). Амплитуда рельефа в осевой зоне палеоспредингового хребта (шириной около 100 км) практически не отличается от амплитуды рельефа в осевой зоне активного медленно раздвигающегося центра спрединга.
Аномально высокий рельеф осевой зоны палеохребта Математиков в этом районе можно объяснить тремя причинами [53].
Первая причина предполагает тепловой подогрев (магматическую активизацию или подплавле-ние) с интенсивностью, близкой к интенсивности подогрева активной осевой зоны спрединга, но при скорости растяжения литосферы, близкой к нулю. В этом случае в пределах осевой зоны старого центра спрединга (хребта Математиков) следует ожи-
дать появления узкой зоны изрезанного рельефа с амплитудой, близкой к амплитуде активной части (ВТП), как и наблюдается в действительности (см. рис. 7.3, 6). Как пример, подтверждающий такую ограниченную тепловую активизацию, можно рассматривать недавний вулканизм на островах северной оконечности осевой зоны хребта Математиков.
Вторая возможная причина аномально высокого рельефа палеохребта - процесс серпентинизации перидотитов при ультрамедпенном спрединге, как отмечалось для Лабрадорского палеоспредингового хребта. Для объяснения наблюдаемого превышения реального рельефа над рассчитанным по модели необходимо допустить наличие слоя серпентинитов толщиной около 2 км со степенью серпентинизации 40-50%. Это вполне приемлемое объяснение, подтвердить которое могут лишь детальные гравиметрические и сейсмические работы.
И, наконец, в качестве третей причины аномального рельефа в осевой зоне паЛеохребта можно принять наличие габброидного корня, “вмороженного” в структуру литосферы осевой зоны, как рассматривалось выше. Оценка этого предположения (для модели корня с максимальным дефицитом плотности р в верхней части и линейным изменением Др до нуля на нижней границе) показала, что при дефиците плотности Др = —0,1 г/см3 глубина корня должна быть 18 км [53].
Рассмотренная модель позволяет представить общий характер изменений рельефа, теплового потока и термического состояния литосферы района со столь сложным развитием, как в хребте Математиков. Полученный в модели рельеф, в частности, неплохо согласуется с наблюдаемым во всем изучаемом районе, за исключением узкой зоны в окрестности старого центра спрединга, где есть основание предполагать влияние всех трех рассмотренных выше,факторов.
7.3. ПАЛЕОРИФТОВЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ - ШОВНЫЕ ЗОНЫ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ
Современные границы плит широко распространены на поверхности Земли. Они представляют, как правило, зоны повышенной тектонической и магматической активности.
Не менее широко на поверхности литосферы распространены и палеограницы плит - линейновытянутые зоны, бывшие в прошлом активными границами. Они разделяют блоки литосферы, ранее принадлежавшие разным плитам и, следовательно, имеющие, как правило, разное строение, возраст и историю развития. По этим причинам именно к зонам палеограниц плит предлагается применить широко распространенный и применяемый главным образом в геологии континентальных складчатых поясов термин шовные зоны литосферы. Понятие шовной зоны в геологии континентов представляет
не что иное, как палеоколлизионную границу плит. Поэтому по смысловому значению, на наш взгляд, справедливо распространить этот термин и на другие типы палеограниц плит, в том числе в пределах океанической литосферы.
Шовные зоны палеограниц плит отчетливо выделяются по геоморфологическим и геологогеофизическим признакам на фоне прилегающих участков единой в настоящее время литосферной плиты. Горизонтальные относительные движения краев литосферных блоков отсутствуют вдоль палеограниц плит, и поэтому палеограницы представляют собой, как правило, асейсмичные зоны. Следует отметить, что под границами, а в палеоаспекте - и под палеограницами литосферных плит мы понимаем не абстрактную линию, а зону текто-но-магматических и термодинамических нарушений литосферы с характерными морфоструктура-ми, петрохимическими закономерностями и глубинным строением [49, 48, 51].
